湯 浩，周雅蔓，楊杰堯，潘新民

（1.新疆氣象臺，新疆 烏魯木齊 830002；2.中國氣象局烏魯木齊沙漠氣象研究所，新疆 烏魯木齊 830002；3.哈密市氣象局，新疆 哈密 839000；4新疆氣象服務中心，新疆 烏魯木齊 830002）

新疆地處歐亞大陸腹地，中國的西北地區(qū)，東西長約2 000 km，南北寬約1 600 km，擁有三山夾兩盆的特殊地形，自北向南分別是阿爾泰山、準噶爾盆地、天山、塔里木盆地、昆侖山，高山與盆地相間的獨特地理環(huán)境使得新疆境內多峽谷、河谷、隘道，受西風環(huán)流和獨特地形影響，境內多大風區(qū)分布，是中國盛行大風的地區(qū)之一[1]。新疆存在九大風區(qū)，其中百里風區(qū)是指蘭新鐵路在新疆境內紅旗坎站—了墩站全長約120 km的區(qū)間，歷史瞬間最大風速＞60 m/s，代表站十三間房年平均大風日數(shù)約206 d，風力之大居全疆之首，盛行北風，而百里風區(qū)內蘭新鐵路大體為東西走向，基本與盛行風向垂直，多次發(fā)生大風吹翻列車的重大交通事故[2]。以往的研究工作提出天氣尺度系統(tǒng)和大地形交互作用形成百里風區(qū)強風的基本概念，指出百里風區(qū)大風具備翻山下坡風的特征[3]。

國外對下坡風的研究開展較早，形成了三種概念：（1）背風區(qū)冷空氣后撤形成下坡風[4]；（2）背風波及背風坡低層逆溫層形成下坡風[5]；（3）Kuttner[6]，Hongton等[7]提出了水躍理論。國內葉篤正[8]、肖慶農等[9]、臧增亮等[10]研究了局地地形對氣流過山的影響、地形阻擋下背風波與下坡風的形成。李藝苑等[11]歸納了下坡風的3種成因：過山波理論、水躍下沉理論、背風波理論，這三種理論存在關聯(lián)，水躍可能是形成有限振幅背風波的原因，過山波與背風波受臨界層的影響也相互聯(lián)系在一起。

百里風區(qū)因其風力強、危害大，引起眾多學者的關注，潘新民等[12]進行了天山色皮山口的狹管效應和越山后流洩風作用形成強風的試算、驗算，使用木壘站作為指標站進行了百里風區(qū)大風的預報。苗運玲等[2]討論了百里風區(qū)代表站大風資料的連續(xù)性及特征，分析了大風年、季、月變化特征。吳學柯等[13]使用逐步回歸方法嘗試了強風的預報，取得了較好的效果。王敏仲等[14]使用風廓線雷達觀測發(fā)現(xiàn)大風期間北風氣流明顯大于西風氣流，1 500 m以下風速大于其上風速。孫淑芳等[15]使用百米鐵塔觀測分析了垂直風切變特征，發(fā)現(xiàn)大風期間存在較強的風切變及垂直湍流交換。劉艷等[16]從大風對交通安全的危險性評估和區(qū)劃方面進行了研究。以往研究從觀測資料統(tǒng)計分析、災害評估與區(qū)劃、基于統(tǒng)計的預報技術等角度對百里風區(qū)大風進行了研究，對大風的機理研究只限于大尺度環(huán)流背景開展，初步提出了狹管效應及下坡風作用的基本概念，沒有從中尺度天氣系統(tǒng)及其與局地地形交互的動力作用、對流層低層大氣層結的熱力作用等層面進行更深入的分析研究。

過去的十多年中，WRF模式及同化系統(tǒng)得到廣泛的業(yè)務及科研應用[17-22]，在大風的實時預報及模擬研究中體現(xiàn)出良好的性能[23-27]。本文在以往研究的基礎上，使用WRF模式對2018年5月6—8日百里風區(qū)的大風天氣過程進行數(shù)值模擬，對輸出的產品進行診斷分析，以期闡明大風的中尺度特征，并凝練其觸發(fā)機理。

1 研究區(qū)域地形及環(huán)流背景概述

1.1 研究區(qū)域地形概述

天山山脈呈東西走向，綿延約2 000 km，北方冷空氣東移南下入侵新疆過程中，往往受天山山脈阻擋作用，在其北側形成高壓。百里風區(qū)位于天山南麓（圖1a）正對著天山山脈東部的一處小缺口，即東天山山脈與巴里坤山脈之間的色皮山口（圖1a中B點），百里風區(qū)地形總體為北高南低的坡地。此外，百里風區(qū)位于哈密盆地，哈密盆地北高南低、由東北向西南傾斜，東部、西部和南部多丘陵、戈壁，極易吸收太陽輻射，地面輻射對大氣增溫明顯，盆地的這種加熱作用造成近地層空氣抬升形成熱低壓。

圖1a中色皮山口以北天山山脈迎風坡坡度較緩，其南側背風坡坡度較迎風坡明顯陡峭，在B點和十三間房點之間的背風坡存在地勢低洼地區(qū)，即七角井盆地。

圖1 研究區(qū)域地形及模擬區(qū)域嵌套

潘新民等[12]指出，百里風區(qū)的天山山脈段，北坡較為平緩，坡度約為0.009，色皮山口與上游來風方向的準噶爾盆地南緣的高度差約為700 m，這樣的坡度和高度差對于強冷空氣極易翻越，冷空氣翻越色皮山口，在山口狹管效應和越山后流洩風的作用下形成大風。吳學柯等[13]在研究新疆百里風區(qū)大風預報方法時也指出，冷空氣東移南下，受天山山脈阻擋而堆積，與南疆盆地上升的熱氣流相對，使天山南北兩側氣壓梯度增大。在天山北側冷高壓和南側熱低壓形成的強氣壓梯度作用下，冷空氣翻越天山穿越色皮山口并下坡加速形成強風是觸發(fā)百里風區(qū)大風的基本概念模型。

1.2 天氣過程及環(huán)流背景

2018年5月6—8日，百里風區(qū)出現(xiàn)大范圍強風、沙塵天氣，瞬間風速大，持續(xù)時間長，十三間房站瞬間極大風速達13級（40.4 m/s），其中超過10級的大風持續(xù)24 h（7日06時—8日05時，北京時，下同），超過12級的大風持續(xù)14 h（7日10—23時），伴隨出現(xiàn)沙塵暴，最小能見度＜800 m。大風天氣造成蘭新鐵路十三間房路段火車停運，G30高速一碗泉路段雙向交通管制。

造成此次百里風區(qū)西北大風的主導系統(tǒng)為歐洲脊，高空影響系統(tǒng)為西西伯利亞低槽，地面為北歐高壓。6日08時（圖2a），歐亞范圍內為“兩脊一槽”的經向環(huán)流，里海、咸海至歐洲地區(qū)和貝加爾湖地區(qū)為高壓脊，西西伯利亞地區(qū)為寬廣的低值系統(tǒng)活動區(qū)，隨著里海、咸海長脊與歐洲脊疊加，脊前強北風帶最大風速達30 m/s，引導北方冷空氣南下，使得西西伯利亞低槽加深東移，槽前存在38 m/s的偏西南急流。7日08時（圖2b），受極地不穩(wěn)定小槽侵入，歐洲脊東南垮，西西伯利亞低槽在逆轉東移的過程中分為南北兩段，北段東移北收，南段沿脊前西北氣流東南下，槽后出現(xiàn)強烈偏北氣流，引導北方冷空氣南下，受其影響，百里風區(qū)風力明顯加強。下游貝加爾湖高壓脊穩(wěn)定維持，西西伯利亞低槽受下游高壓脊的阻擋作用，移動緩慢，長時間控制東疆，造成持續(xù)性大風。

圖2 6日08時（a）、7日08時（b）500 hPa位勢高度和風場，6日08時（c）、7日08時（d）海平面氣壓場和850 hPa風場（紅色矩形框同圖1b）

地面冷高壓移動路徑為西北路徑。6日08時（圖2c），冷高壓中心首見于60°N附近，中心強度為1 035 hPa，冷鋒進入北疆西部。7日08時（圖2d），冷高壓中心東南移至鄂木斯克附近，長軸略呈東北—西南向，冷鋒壓至天山北坡，同時塔里木盆地、哈密盆地維持熱低壓，形成海平面氣壓北高南低的形勢，氣壓差達30 hPa，百里風區(qū)位于強氣壓梯度區(qū)。

2 模擬方案設計及結果檢驗

2.1 模擬方案設計

使用WRF V3.7.1對本次大風過程進行數(shù)值模擬，模擬方案設計為27、9、3 km三重嵌套，嵌套區(qū)域如圖1b所示，模擬層數(shù)設計為50層并對低層作加密處理，其中850 hPa以下為13層，模式層頂取50 hPa，物理過程和參數(shù)化方案見表1。初始場使用NCEP/NCAR的GDAS數(shù)據驅動，模擬時段為5月6日08時—8日20時，每6 h更新側邊界，逐小時輸出模擬結果。

表1 物理過程和參數(shù)化方案

2.2 模擬結果檢驗

使用3 km嵌套輸出的要素對本次大風過程中代表站的10 m風速、海平面氣壓的模擬結果進行檢驗。圖3a和3b分別為十三間房和天山北側木壘10 m風速的模擬與實況對比，模式很好地模擬了兩站的大風過程，十三間房最大風速的模擬結果略偏小。天山兩側海平面氣壓代表站模擬結果顯示，木壘的海平面氣壓在起風階段模擬較好，但在大風維持階段偏小，模式很好地模擬了哈密海平面氣壓在冷空氣翻越天山進入哈密盆地過程中逐漸增加的演變過程（圖3c）。圖3d為兩站海平面氣壓差的模擬結果檢驗，模擬結果在起風階段迅速增加，但在大風維持階段略偏小，這是十三間房最大風速模擬偏小的原因之一。

圖3 大風過程模擬結果檢驗

WRF模式較好地模擬了本次百里風區(qū)大風天氣過程，模擬輸出的其他產品可以用來做進一步的診斷分析和機理研究，以下的分析使用3 km嵌套輸出的產品。

3 大風中尺度特征分析

3.1 天山北側冷空氣堆積

以往的研究從大尺度天氣系統(tǒng)入手，指出入侵新疆的冷空氣受天山阻擋，在其北側形成深厚堆積，在氣壓梯度的作用下翻越天山形成大風，但對冷空氣在天山北側堆積的深厚程度未做進一步的分析。

大風過程中，同樣會出現(xiàn)冷空氣堆積現(xiàn)象，在海平面氣壓場上表現(xiàn)為天山北側出現(xiàn)密集的等壓線（圖2d）。圖4為木壘與哈密氣壓差的時間—高度剖面圖，可看出大風過程中冷空氣受天山地形阻擋形成堆積造成天山兩側氣壓梯度的時空演變過程。起風前期，兩地氣壓差較小，此氣壓差主要由哈密盆地熱低壓發(fā)展引起；7日02時，隨著冷空氣南下過程中受天山阻擋并堆積，兩地氣壓差迅速增加并由地面向高空伸展，壓差高度超過海拔3 km，壓差最強盛時刻在7日14時前后，其海平面氣壓差達24 hPa，與十三間房風速最大的時間相對應（圖3a）。之后隨著冷空氣翻越天山進入哈密盆地，兩地氣壓差逐漸減小，十三間房風速隨之減弱。

圖4 木壘與哈密氣壓差剖面

3.2 地面及低空風場演變特征

圖5為研究區(qū)域內地面風場模擬結果。起風前（圖5a）天山兩側無明顯氣壓差，色皮山口內風向不一，百里風區(qū)內有弱的北風。隨著冷空氣南下，7日08時（圖5b）受天山山脈阻擋，冷空氣尚未進入哈密盆地，天山北側海平面氣壓迅速升高，局地加熱作用使得盆地內有熱低壓發(fā)展、維持，天山兩側氣壓差＞10 hPa，色皮山口出現(xiàn)17.2 m/s的西北大風，氣流穿越色皮山口進入哈密盆地后風速迅速增加，風向轉為北風。7日14時（圖5c），隨著天山北坡冷空氣堆積，冷鋒壓至天山北坡，天山兩側海平面氣壓差＞20 hPa，造成南暖北冷、北高南低的氣壓場形勢，此時地面大風達到最強，十三間房風速＞11級，其南側風速＞12級；之后隨著冷空氣進入哈密盆地，天山南側海平面氣壓逐漸上升，天山兩側氣壓差減小，大風的強度及范圍開始減弱并縮小。需要注意的是，大風過程中七角井盆地的風速較其風向上下游區(qū)域的風速偏小，模擬結果與十三間房歷史上由七角井盆地遷站至現(xiàn)在位置前后的觀測數(shù)據對比分析結果一致[2]，其原因將在后文進行討論。位于十三間房南側的區(qū)域出現(xiàn)12級的大風，由于該區(qū)域內目前無氣象觀測站點，因此無法對模擬結果進行驗證。

選取海拔1 000 m高度，進一步研究低空風場演變特征（圖6）。1 000 m高度風場同樣表現(xiàn)出大風區(qū)從出現(xiàn)到迅速增強隨后逐漸減弱的演變過程，強風區(qū)風速最強＞13級，最強時刻與地面風場一致，風向同為北風，強度較地面更強，位置較地面強風區(qū)略偏北。

圖6 海拔1 000 m低空風場模擬

3.3 冷空氣越山剖面分析

由圖5、6可知，冷空氣從天山北側越山形成百里風區(qū)，氣流的路徑大致為自天山北側沿西北偏北方向穿過色皮山口，經七角井盆地后向偏北運動，故選擇此路徑分析冷空氣越山的剖面進行分析研究（圖1a中藍色折線，圖5、6中黑色折線，長度約200 km）。

圖5 地面風場模擬

為描述冷空氣越山過程中氣塊的運動軌跡及波動形態(tài)，引入位溫要素，位溫定義為氣塊沿干絕熱線運動到1 000 hPa時的溫度，未飽和空氣的位溫表達式：

式中，θ為位溫，T為氣溫，P為氣壓，Rd為干空氣氣體常數(shù)，Cp為干空氣的定壓比熱，絕熱狀態(tài)下0.286。

氣塊在干絕熱條件下的位溫具有守恒性，因此使用位溫等值線來表征氣塊的運動軌跡及波動的空間形態(tài)[28-29]。

圖7為氣壓梯度作用下，氣流沿圖1a折線自北向南越山的位溫、相對濕度剖面圖。便于對比分析氣壓梯度的動力作用，同時給出木壘與哈密氣壓差的廓線。圖7中相對濕度廓線提示空氣處于未飽和狀態(tài)，同時十三間房、哈密自動站沒有觀測到降水，可以判定沒有凝結潛熱的釋放，氣流越山過程中處于準絕熱狀態(tài)，可以使用位溫來表征氣塊的運動軌跡。

起風前期（圖7a）天山兩側氣壓差較小，延伸高度約1 km，等位溫線相對稀疏且平直，背風坡上空無明顯的下沉運動，沒有出現(xiàn)8級以上大風區(qū)。7日08時（圖7b）海平面氣壓差迅速增大到約17 hPa，氣壓差頂高升至近3 km，色皮山口以南開始出現(xiàn)8級以上大風區(qū)，等位溫線曲率增大，其走向與地形高度基本平行，背風坡上空出現(xiàn)＞2 m/s的下沉運動，十三間房上空風速達12級。7月8日14時（圖7c）海平面氣壓差達到最強盛階段，為24 hPa，頂高＞3 km，等位溫線呈現(xiàn)更強的波動形態(tài)，2 m/s的下沉運動繼續(xù)維持，十三間房上空約1 km高度有13級大風區(qū)，大風區(qū)走向與背風坡地形坡度一致，十三間房地面風速為11級，其南側大風區(qū)接地風速達12級；之后氣壓差逐漸減小，頂高同時降低，等位溫線曲率下降，背風坡上空垂直運動減弱，低空風速逐漸減小?？v觀氣流越山剖面結構，可以發(fā)現(xiàn)此次百里風區(qū)大風過程為氣流在天山兩側強氣壓梯度作用下，自山體北側越山形成過山波，過山波在山體背風坡水躍下沉加速形成低空大風；同時由于七角井盆地的存在（豎線B與十三間房之間），氣流在其上空出現(xiàn)二次抬升并下沉形成有限振幅重力波，低空大風區(qū)隨波動的下沉運動接地形成地面大風。色皮山口的狹管效應對氣流有一定的加速作用，但不及水躍下沉的加速作用明顯。

圖7 氣流越山剖面與木壘、哈密氣壓差和相對濕度廓線

3.4 背風坡大氣層結及臨界層作用

過山波水躍下沉過程中的下沉運動強度直接受背風坡低空大氣層結穩(wěn)定度影響，穩(wěn)定層結的強度與水躍下沉的強度相對應。另外風向切變的臨界層將吸收上層能量向下傳播增加低空大風的能量[30-32]，以下討論大風過程中的上述兩種作用。

傳統(tǒng)的研究使用逆溫層表征層結穩(wěn)定性，浮力頻率可以給出更為精細的定量化描述，浮力頻率定義為：

式中，g為重力加速度，T為溫度，θ為位溫，z為位勢高度。浮力頻率值＞2×10-4s-2時認為大氣為穩(wěn)定層結，值越大層結越穩(wěn)定[32]。

圖8為十三間房浮力頻率、風向風速時間—高度圖。首先分析大氣層結狀態(tài)，起風前期大氣中低層浮力頻率＜1×10-4s-2，7日02時低空層結穩(wěn)定度迅速增加，大值區(qū)高度大致在1.5 km，大風與浮力頻率大值區(qū)相對應。繼續(xù)討論臨界層作用，臨界層指水平風風向在垂直方向上切變的區(qū)域[30]?？梢园l(fā)現(xiàn)7日08—20時約2 km高度出現(xiàn)風向切變的臨界層，其上為偏東風，其下為偏北風或西北北風，臨界層的作用表現(xiàn)為吸收其大氣波動的能量并向下傳遞。十三間房上空存在顯著的大氣波動，其能量經臨界層吸收并向下傳遞過程中，進一步加強了低空風速，使得大風區(qū)風速得以增大并維持。

4 結論和討論

（1）天山山脈對冷空氣的阻擋和哈密盆地熱低壓的發(fā)展共同作用形成山體兩側強氣壓梯度，氣壓差頂高向上延伸超過3 km，海平面氣壓差最大達24 hPa，為氣流翻越天山提供了充足的動力。

（2）在氣壓梯度力驅動下，冷空氣翻越天山并在色皮山口狹管效應作用下加速，山口及上空出現(xiàn)8級以上大風；氣流爬坡過程中形成過山波，過山波在山體背風坡水躍下沉再次加速，此過程中伴有因七角井盆地地形強迫出現(xiàn)二次抬升并下沉形成有限振幅重力波，氣流呈波動形態(tài)傳播在十三間房上空形成風力達13級的強風區(qū)。大風形成過程是狹管效應加速和水躍下沉加速的共同作用。

（3）大風過程中，背風坡上空2 km高度的臨界層，吸收上層能量并向下傳遞，增強了低空大風區(qū)的風速，低空大氣穩(wěn)定層結的強度與大風強度相對應。

（4）大風由過山波水躍下沉、有限振幅重力波激發(fā)、風向切變的臨界層、強穩(wěn)定層結等因子共同作用形成，但各因子對低空強風區(qū)形成的貢獻等細節(jié)問題尚待進一步研究。